UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA

INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS

CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOFÍSICA

GEO213 TRABALHO DE GRADUAÇÃO

UTILIZAÇÃO DO MÉTODO DEELETRORRESISTIVIDADE PARA

MAPEAR AGENTES CAUSADORES DEINSTABILIDADE DE TALUDES NO

CAMPUS DA UFBA

JULIANA TELES DINIZ GONÇALVES

SALVADOR BAHIANOVEMBRO 2016

Utilização do método de eletrorresistividade para mapear agentes causadores

de instabilidade de taludes no campus da UFBA

por

Juliana Teles Diniz Gonçalves

Orientador: M.e Alexsandro Guerra Cerqueira

Coorientador: Prof. Dra. Susana Silva Cavalcanti

GEO213 TRABALHO DE GRADUAÇÃO

Departamento de Geofísica

do

Instituto de Geociências

da

Universidade Federal da Bahia

Comissão Examinadora

Dra. Susana Silva Cavalcanti

Dr. Olivar Lima de Lima

M.e Vitor Hugo Serravalle Reis Rodrigues.

Data da aprovação: 01/11/2016

Size matters not. Look at me.Judge me by my size, do you?

Hmm? Hmm. And well you shouldnot. For my ally is the Force, and apowerful ally it is. Life creates it,

makes it grow. Its energy surroundsus and binds us. Luminous beingsare we, not this crude matter. Youmust feel the Force around you;

here, between you, me, the tree, therock, everywhere, yes. Even between

the land and the ship.- Yoda

RESUMO

Uma investigação dos agentes da instabilidade de um talude, que utiliza tanto a aplicaçãodo Método Geofísico da Eletrorresistividade quanto uma análise geológica da região, é apre-sentada neste trabalho. Foram realizados dois Caminhamentos Elétricos e uma SondagemVertical Elétrica em um talude localizado no Campus de Ondina da Universidade Federal daBahia. A interpretação dos dados geofísicos foi feita em conjunto com a análise de amostrasde rochas coletadas em poços próximos ao local de estudo e sondagens SPT. Foram determi-nadas a espessura do solo, a posição do embasamento e da zona saturada, o que comprova aeciência dos métodos de eletrorresistividade na denição dos parâmetros de avaliação dosprocessos de formação dos movimentos de massa. Dessa forma, esse trabalho corrobora coma possibilidade de utilização da Geofísica como um instrumento poderoso para auxílio nodiagnóstico geotécnico de estabilidade de taludes.

3

ABSTRACT

An investigation about the instability agents on a slop that uses the Geophysical Eletror-resistity method and also a geological analysis of the area is presented in this work. TwoElectrical Resistivity Tomography (ERT) and one Vertical Eletrical Sounding (VES) werecarried on a slope placed at Federal University of Bahia (Campus Ondina). The geophysicaldata interpretation was made in conjunction with the analysis of rock sample at boreholesthat were collected near the study site and SPT soundings As a result, the soil thickness,the foundation and saturade zone positions, what proves the eciency of electrorresistivitymethods in dening the evaluation parameters of the mass moviment formation processes.Thus, this work corroborates with the possibility of using Geophysics as a powerful tool toassist in the geotechnical diagnosis of slope stability.

4

Sumário

RESUMO 3

ABSTRACT 4

Introdução 9

1 Análise da Estabilidade de Taludes 10

1.1 Forças atuantes em um talude . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101.1.1 Pressões atuantes no solo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131.1.2 Coesão Aparente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 151.1.3 Resistência ao Cisalhamento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

1.2 Agentes causadores de instabilidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 161.2.1 Agentes naturais . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

2 Método Geofísico Elétrico 21

2.1 Propriedades Elétricas das Rochas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 212.2 Método da Eletrorresistividade (ER) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

2.2.1 Potencial Elétrico em um Meio Homogêneo . . . . . . . . . . . . . . . 252.2.2 O conceito de resistividade aparente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 282.2.3 Arranjo de Eletrodos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 292.2.4 Técnicas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 312.2.5 Caminhamento Elétrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 312.2.6 Sondagem Elétrica Vertical . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

3 Aspectos Geológicos 38

3.1 Geologia Regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 383.1.1 O Alto Cristalino de Salvador . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39

3.2 Geologia Local do Campus de Ondina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413.2.1 Geologia e Geomorfologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 413.2.2 Hidrogeologia . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 423.2.3 Ação Antrópica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

3.3 Área de estudo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

4 Aquisição, Tratamento e Interpretação dos dados geoelétricos 47

4.1 Aquisição dos dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 474.2 Tratamento dos dados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 484.3 Interpretação dos dados geoelétricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

5 Conclusões 60

5

6

Agradecimentos 61

Referências 63

Lista de Figuras

Figura 1.1 Tensões atuantes (τA) e resistentes (τR) em um talude (Fiori, 2015). . 11Figura 1.2 Decomposição da Força ~P em suas componentes tangencial (~Px) e nor-

mal (~Py) e a força de resistência (~R) (Fiori, 2015). . . . . . . . . . . . 11Figura 1.3 Seção esquemática de um perl de solo com uma zona saturada. A

linha NA representa o nível de água do lençol freático. . . . . . . . . 13Figura 1.4 Pressão neutra (ou de poros). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14Figura 1.5 Descréscimo de resistência ao cisalhamento das argilas de Londres (Ter-

zaghi (1953) Apud Fiori, 2015). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

Figura 2.1 Faixa de variação da resistividade em diferentes tipos litológicos (Braga,2016). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

Figura 2.2 Cilindro condutor homogêneo em que L é seu comprimento e S é aárea da sua seção transversal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

Figura 2.3 Fonte pontual de corrente na superfície de um meio homogêneo. . . . 24Figura 2.4 Diferença de Potencial na superfície de um meio homogêneo. . . . . . 25Figura 2.5 Conguração tetraeletródica usualmente utilizada em campo para me-

dir a diferença de potencial em um solo ao ser injetada uma corrente(Braga, 2016). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

Figura 2.6 Ilustração esquemática de um substrato rochoso heterogêneo (Gallas,2000). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

Figura 2.7 Disposição dos eletrodos de corrente (A e B) e dos eletrodos de poten-cial (M e N) para o arranjo Schlumberger (Amarante, 2014). . . . . . 30

Figura 2.8 Disposição dos eletrodos de corrente (A e B) e dos eletrodos de poten-cial (M e N) para o arranjo Dipolo-Dipolo (Amarante, 2014). . . . . . 31

Figura 2.9 Técnica do Caminhamento Elétrico utilizando um arranjo dipolo-dipolo(Braga, 2006). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Figura 2.10 Forma de dados para construção da seção de resistividade aparente.N= níveis de investigação (Hallof, 1957). . . . . . . . . . . . . . . . . 32

Figura 2.11 Exemplo de uma pseudo-seção de resistividade aparente usando o ar-ranjo dipolo-dipolo (Braga, 2016). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

Figura 2.12 Técnica da Sondagem Elétrica Vertical (Braga, 2016). . . . . . . . . . 34Figura 2.13 Plotagem da resistividade aparente versus AB/2 de dados obtidos pela

técnica de Sondagem Elétrica Vertical (Gandolfo, 2007). . . . . . . . 35Figura 2.14 Arranjo de blocos utilizado no modelo, juntamente com a posição do

ponto de medida da correspondente pseudo-seção. O arranjo de eletro-dos utilizado foi o Dipolo-Dipolo (a= 2m, 10 níveis de investigação).O número de blocos é 106, com 135 pontos de medida em um perl de40m de extensão (Gandolfo, 2007). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37

7

8

Figura 3.1 Localização do trabalho em escala regional (Nascimento, 2008). . . . 38Figura 3.2 Mapa geológico de Salvador modicado a partir de Barbosa et al. (2005). 40Figura 3.3 Localização do Campus de Ondina a partir de imagens retiradas do

software Google Earth. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41Figura 3.4 Exemplos de rochas ultramácas granulitizadas do embasamento cris-

talino de Salvador na praia do Farol da Barra (Souza, 2008). . . . . . 42Figura 3.5 Distribuição do uxo subterrâneo no Campus Universitário de Ondina

modicado de Nascimento, (2002). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44Figura 3.6 (a) Clareira situada na Rua Barão de Jeremoabo separada por uma

cerca viva (b) Vegetação local marcada intensamente pela presença doBambuzal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

Figura 4.1 (a) Localização da SEV e do CE no local (b) disposição dos eletrodosda SEV. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

Figura 4.2 Arquivo .dat padrão utilizado para realizar inversão dos dados de Son-dagem Elétrica Vertical no software RE1DINV para o arranjo Sch-lumberger. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49

Figura 4.3 Arquivo .dat padrão utilizado no software RES2DINV para realizara inversão dos dados do Caminhamento Elétrico utilizando o arranjoDipolo-Dipolo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

Figura 4.4 Localização do talude estudado, dos poços do SIAGAS: Palácio deOndina II,III e IV e da Biblioteca de Exatas, onde foram realizados osensaios diretos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51

Figura 4.5 Pers construtivos e dados litológicos dos Poços de Palácio de OndinaII,III,IV modicado do site SIAGAS, 2007. . . . . . . . . . . . . . . . 53

Figura 4.6 Perl Geotécnico obtido através dos dados de sondagens SPT geradopor Santos (2016). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54

Figura 4.7 Modelo invertido de resistividade 2D (M1INV) referente ao Caminha-

mento Elétrico I, utilizando o arranjo Dipolo-Dipolo. O espaçamento aentre os dipolos foi de 4 metros. Este modelo apresentou o erro RMS,entre o dado calculado e o observado, de 9,2%. . . . . . . . . . . . . . 55

Figura 4.8 Modelo invertido de resistividade 2D, (M2INV) referente ao Caminha-

mento Elétrico II, utilizando o arranjo Dipolo-Dipolo. O espaçamentoa entre os dipolos foi de 5 metros. Este modelo apresentou o erro RMS,entre o dado calculado e o observado, de 23,6%. . . . . . . . . . . . . 56

Figura 4.9 (a) Descrição das amostras de uma das sondagens SPT localizada naatual Biblioteca de Exatas, modocado de. (b) Interpretação do mo-delo geoelétrico 1D da SEV. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 57

Figura 4.10 Dados observados e calculados da Sondagem Elétrica Vertical modelode resistividade invertido 1D no software RES1D. . . . . . . . . . . . 59

Introdução

O processo de urbanização descontrolada, característico do século XXI traz uma temáticaimportante para a sociedade: os deslizamentos de encostas e taludes que colocam em risco asegurança e a qualidade de vida da população, além da destruição de moradias, áreas indus-triais ou comerciais e incalculáveis prejuízos diretos e indiretos. A supressão da vegetação e oacúmulo de lixo em zonas íngremes comprometem a drenagem pluvial, o que acentua o pro-cesso erosivo e por consequência, o deslizamento de terra, principalmente quando associadosa períodos de chuva intensa ou prolongada.

O Método da Eletrorresistividade se apresenta como uma ferramenta para o diagnósticodo subsolo para a análise geotécnica sem impactos físicos, de baixo custo, com rapidezna execução e nos resultados. Este método emprega uma corrente elétrica articial que éintroduzida no terreno através de dois eletrodos de corrente, onde é medida a diferença depotencial em outros dois eletrodos, nas proximidades do uxo de corrente, permitindo assimcalcular a resistividade real ou aparente em subsuperfície (Elis, 2002).

Xavier (2010), Popescu et al. (2016), Ling et al. (2016) e outros autores levantaram umacaracterística importante dos resultados alcançados através de métodos geofísicos para in-vestigação de estabilidade de taludes, que é a visualização contínua do subsolo, em uma duasdimensões, trazendo uma visão mais ampla da área em estudo o que, se comparado a méto-dos convencionais (ensaios diretos) de investigação seria praticamente impossível, mesmo seunidos os dados pontuais, ainda que muito próximos, o que usualmente não é possível, sejadevido a custos, seja devido a tempo de execução.

O mapeamento de subsolo seja raso, profundo ou muito profundo através dos diversos méto-dos geofísicos tem um princípio em comum, são ensaios não-destrutivos ou não invasivos, ouseja, sem penetração física no meio investigado. Souza (1988) e Souza (2006) apresentam vá-rios exemplos que conrmam a importância da Geofísica nos tempos atuais, principalmenteno que se refere as interferências no meio ambiente, a legislação ambiental e a excelenterelação custo-benefício.

Neste trabalho a aplicação do método de eletrorresistividade tem como objetivo determinara espessura do solo, a posição do embasamento, a presença de blocos e matacões e da zonasaturada, além de um plano preferencial de escorregamento em um talude localizado noCampus de Ondina da Universidade Federal da Bahia. A atividade geofísica se constituiuna realização de dois Caminhamentos Elétricos e uma Sondagem Elétrica Vertical. A inter-pretação dos dados geofísicos foi realizada em conjunto com a análise dos dados de campoinvertidos ,utilizando os softwares RES1D e RES2D, e a análise de amostras de rochas empoços e sondagens SPT, coletadas e realizadas próximas ao local de estudo.

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Capítulo 1

Análise da Estabilidade de Taludes

Este capítulo tem como objetivo denir o que são taludes e quais forças atuam nesses locais.Para entender como a geofísica pode ser utilizada para auxiliar a prevenção de deslizamentosé necessário ter em mente alguns conceitos de mecânica dos solos e entender como os fatoresde instabilidade atuam no talude.

Do ponto de vista teórico, um talude compreende uma superfície inclinada qualquer quelimita um maciço de terra, de rocha, ou de ambos. Eles podem ser classicados como sendonaturais ou articiais. Taludes naturais são aqueles formados de forma natural, por processosgeológicos e outros fatores ambientais. Já os taludes articiais são aqueles que passam oupassaram por um processo de alteração na sua forma topográca devido à ação antrópica.

Podemos encontrar diversos taludes inseridos no contexto urbano de grandes cidades. Asencostas, na maioria das vezes, são exemplos de taludes naturais que são ocupados por parteda população, devido ao grande crescimento não planejado nesses grandes centros. A faltade infra-estrutura e planejamento permitiu que essas encostas fossem povoadas e inseridasna mancha urbana sem antes passar por projetos de contenção de encostas.

1.1 Forças atuantes em um talude

Um talude está submetido, teoricamente, a ação de três forças distintas: força devido aopeso do material, força devida ao escoamento de água e por m, força de resistência aocisalhamento (Fiori, 2016).

Para que um talude seja considerado estável, é necessário que essas três forças estejam emequilíbrio, uma vez que as duas primeiras se somam, tendendo a movimentar a massa desolo encosta a baixo (tensões atuantes), enquanto a última funciona como freio a essa movi-mentação (tensão resistente) (Figura 1.1). Dessa forma, é necessário conhecer o mecanismode atuação dessas forças para que se possa projetar corretamente as medidas de prevençãodesses deslizamentos.

10

11

Figura 1.1: Tensões atuantes (τA) e resistentes (τR) em um talude (Fiori, 2015).

A análise do equilíbrio-limite considera que as forças que tendem a induzir a ruptura oumovimento são balanceadas pelas forças de resistência. Para visualizarmos essa situaçãosicamente, vamos considerar um talude como sendo um plano inclinado. Consideremos,assim um bloco apoiado sobre um plano inclinado que possui um ângulo i (Figura 1.2):

Figura 1.2: Decomposição da Força ~P em suas componentes tangencial (~Px) e normal(~Py) e a força de resistência (~R) (Fiori, 2015).

Considerando a Figura (1.2), podemos decompor o peso (~P ) em duas componentes:Px = ~Psen(i)

Py = ~Pcos(i)

A força resistente à movimentação ~R é dada por:

~R = τA (1.1)

Onde A é a área da base do bloco e τ é a resistência ao cisalhamento do contato bloco-planoinclinado. Pela Eq 1.2, denominada Equação de Coulomb, tem-se que:

τ = c+ σntgφ (1.2)

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Onde, c é a coesão e φ é o ângulo de atrito interno, no contato bloco-superfície de apoio. Atensão normal (σn) é dada por:

σn =~F

A=

~Pcos(i)

A(1.3)

Levando-se em conta que a tensão é igual à força dividida pela área (σ= F/A), tem-se:

σn =~P cos(i)

A(1.4)

Substituindo-se (1.4) em (1.2), obtém-se a tensão de cisalhamento (tangencial):

σs =~Pcos(i)

Atgφ (1.5)

Como τ=R/A e, substituindo na equação anterior, obtém-se nalmente:

~R = ~Pcos(i).tgφ (1.6)

~R é a força resistente ao movimento de massa (aquela que tende a manter o bloco emequilíbrio). Estando o bloco em sua condição de equilibro-limite, podemos escrever:

~P sen(i) = ~Pcos(i) ˙tanφ (1.7)

Para que possamos comparar a estabilidade de taludes em diferentes condições de equilíbrio-limite, dene-se um fator de segurança (~Fs) como a razão entre a resultante das forçasresistentes ao escorregamento (~FR) e a resultante das forças favoráveis ou solicitantes aomovimento (~FS). No nosso caso, o fator de segurança Fs é dado por:

Fs =~FR

~FS

(1.8)

Para este exemplo, tem-se que o bloco atinge sua condição de equilíbrio quando a coesão énula (c = 0) e:

tg(i) = tg(φ) (1.9)

Logo:

Fs =~Pcos(i) tanφ

~Psen(i)=tgφ

tgi= 1 (1.10)

Conclui-se diante disso que, na condição de equilíbrio-limite e para c = 0, o fator de segurança(Fs) é igual a 1, pois i=φ. Valores de Fs maiores que 1 e, portanto, com i<φ, indicam que asforças resistentes são maiores que as forças solicitantes. Assim, conclui-se que o talude estáem equilíbrio. Por outro lado, valores de Fs menores que 1 e, portanto, com i>φ, indicamque as forças solicitantes são maiores que as resistentes e o talude estará em desequilíbrio.

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1.1.1 Pressões atuantes no solo

Nesta seção vamos examinar as diferentes formas de pressão que atuam nos solos. Primei-ramente vamos analisar a pressão atuante em um ponto qualquer do solo devida ao peso domaterial sobrejacente e, em seguida, as pressões devidas à presença de água, como pressãoneutra, a pressão efetiva e a pressão de percolação.

Pressão vertical devida ao peso da terra - Nível de terreno inclinado

Na mecânica dos solos, as tensões devidas ao próprio peso possuem valores que não podemser desconsiderados. É necessário, desta forma, determinar as pressões atuantes na massade solo quando a consideramos apenas sujeita à ação da gravidade, sem a ação de cargasexternas.

Quando a superfície do terreno é horizontal consideramos que a tensão atuante em um planohorizontal a uma certa profundidade seja normal a este plano. Se considerarmos ainda queo solo seja constituído de n camadas aproximadamente horizontais, a tensão vertical resultado somatório dos efeitos das n camadas. Porém, em nosso estudo, não estamos considerandosuperfícies horizontais, e sim, taludes e encostas que se constituem como superfícies de terrenoinclinadas.

No caso de uma porção do perl do solo se apresentar saturada com água (Figura 1.3), nocálculo da pressão vertical que atua em um plano deverá ser levado em conta as camadasacima e abaixo do nível da água (NA) e ainda, substituir γnat por γsat na segunda camadade solo:

σv = γnatZ1 + γsatZ2 (1.11)

• σv é a pressão vertical

• γnat é peso especíco natural

• γsat é peso especíco saturado

• Z1 e Z2 são as profundidades 1 e 2, respectivamente.

Figura 1.3: Seção esquemática de um perl de solo com uma zona saturada. A linhaNA representa o nível de água do lençol freático.

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Pressões de água no solo

Em cada ponto do terreno, estando a água em equilíbrio estático, há uma pressão agindo nointerior das descontinuidades das rochas ou nos poros de um solo, que corresponde à alturaque a água ascende no interior de um piezômetro colocado neste ponto (Azevedo e Filho,1998).

Existem dois tipos de pressão: uma que é igual à pressão da água presente nos poros dasrochas, que não causa alteração no arcabouço dos sólidos e é denominada de Pressão neutra(µ), e outra que se transmite de grão em grão gerando alterações no arcabouço dos sólidose é denominada Pressão Efetiva (σe).

A pressão neutra em um ponto do solo corresponde à carga hidrostática daquele ponto e seráexpressa pelo produto entre a massa especíca da água (γa) e a altura (h) alcançada pelaágua:

µ = γa.h (1.12)

Podemos considerar por Pressão Total (σt) a presão atuante sobre um determinado hori-zonte do solo, considerando-se o peso total de todos os materiais (solo e água) sobrejacenteao referido plano. Assim:

σt = γnat.Z (1.13)

Se o solo for saturado, deve-se substituir o valor de (γnat) por (γsat).

A principal característica da pressão neutra, ou de poros, é o fato de que, por ser exercidapor um líquido, atua com igual intensidade em todas as direções (Figura 1.4).

Figura 1.4: Pressão neutra (ou de poros).

Podemos concluir que, a pressão que efetivamente atua sobre um ponto qualquer de um solosaturado não é igual a pressão total, e sim à chamada pressão efetiva (σe). Assim, a pressãoefetiva pode ser escrita como:

σe = σt − µ (1.14)

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Por m, temos a Pressão de Percolação, que resulta da ação da água inltrada no solo que,ao se movimentar, induz, por atrito viscoso, pressões de arraste nos grãos de solo, na direçãodo movimento. Essa pressão depende da altura do nível de água no solo e, portanto, atingiráum valor máximo no nal de um período chuvoso, por causa do acúmulo de inltrações devárias chuvas, e um valor mínimo no nal de um período seco, quando o nível freático alcançavalores mínimos (Fiori, 2016).

O aumento da pressão neutra e o surgimento da pressão de percolação levam à diminuição doíndice de estabilidade de um talude ou encosta e, quando o uxo de água ocorre concentrado,em túneis ou dutos naturais, tem efeitos bem conhecidos, como erosão retrogressiva oupipping, que têm levado ao colapso represas de terra e à formação de processos aceleradosde erosão.

1.1.2 Coesão Aparente

A água contida na zona não saturada do solo ocupa os vazios capilares e, nessa situação,encontra-se sob tensão, com valor inferior ao da pressão atmosférica (ou, em outras palavras,com pressão neutra negativa). Em todos os pontos de contato da água com os grãos do soloatuam tensões capilares, provocando uma pressão efetiva do tipo intergranular, responsávelpor um aumento da resistência do solo. Essa parcela de resistência é conhecida como "coesãoaparente", uma vez que desaparece tão logo o solo que saturado ou seco (Bowles, 1984).

Assim, uma pequena umidade permite o surgimento de forças capilares ou de sucção, que sãofavoráveis ao aumento da coesão, enquanto que com o excesso de umidade as forças capilarestendem a desaparecer, diminuindo a coesão aparente e a resistência média dos solos.

1.1.3 Resistência ao Cisalhamento

O solo pode ser considerado como um conjunto de fases físicas (Sólidas, Líquidas e Gasosas)e por conta dessa composição apresenta um comportamento peculiar quando é submetido aum carregamento. Tensões de cisalhamento só são suportadas pela camada sólida, uma vezque a água ou o ar não oferecem resistência a esse tipo de tensão.

Relembrando a equação de Coulomb, Eq. (1.2), a resistência ao cisalhamento é compostapor três partes: Uma delas corresponde ao ângulo de atrito interno (φ), outra, à coesão (c),e uma última corresponde à componente normal (σn).

O ângulo de atrito interno é um parâmetro mais conável, mas sujeito a muitas incertezas(ao longo de uma ssura, por exemplo, a coesão é nula ou quase nula), e varia com otempo, em função da umidade do solo e do grau de alteração de uma rocha. Uma pequenaumidade permite o surgimento de forças capilares ou de sucção, que são favoráveis ao aumentoda coesão, enquanto, com excesso de umidade, as forças capilares tendem a desaparecer,diminuindo a coesão aparente e a resistência mecânica dos solos (Fiori, 2016).

A resistência ao cisalhamento depende do tipo de material que constitui o talude, inclu-sive se este possui heterogeneidades como falhamentos, fraturas ou matacões. Assim, ointemperismo é um fator que modica os solos e rochas e que, por consequência, altera aspropriedades de resistência, geralmente para menor, com o passar do tempo (Figura 1.5).

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Figura 1.5: Descréscimo de resistência ao cisalhamento das argilas de Londres (Terzaghi(1953) Apud Fiori, 2015).

1.2 Agentes causadores de instabilidades

De forma genérica, pode-se armar que a estabilidade de taludes e encostas é controladapor um ciclo de eventos, muitas vezes de caráter cíclico, que possui origem na formaçãoda própria rocha e toda sua história geológica e geomorfológica subsequente que engloba:movimentos tectônicos, intemperismo, erosão, ação antrópica etc.

Apesar disso, é possível estabelecer um conjunto de condicionantes que atuam concomitante-mente de forma direta e imediata na deagração desses processos. Esses condicionantes estãorelacionados à natureza dos materiais constituintes dos taludes e aos agentes pertubadores,que sejam de natureza antrópica ou geotécnica.

Vamos dividir os agentes causadores de instabilidade em duas categorias: os naturais e osantrópicos.

1.2.1 Agentes naturais

Regime Pluviométrico

O regime pluviométrico atua como o principal agente não-antrópico na deagração de es-corregamentos no Brasil. Os grandes acidentes relacionados a esses processos ocorreram eainda ocorrem durante o período chuvoso, que varia de região para região.

Através do ciclo hidrológico, as chuvas se relacionam diretamente com a dinâmica das águasde superfície e subsuperfície e, portanto, inuenciam na deagração dos processos de insta-bilização de taludes e encostas.

A água da chuva provoca erosão pelo impacto das gotas de água sobre a superfície dosolo, caindo com velocidade e energia variável, formando um uxo concentrado de águas desuperfícies que podem ou escoar supercialmente ou então inltrar-se no solo.

Podemos dizer que o escoamento supercial das águas da chuva depende das propriedadeshidráulicas dos solos e rochas, da cobertura vegetal e das estruturas biológicas que a com-põem. Assim como, a declividade do talude, a forma da bacia de drenagem e do teor de

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umidade de seu terreno.

A inltração da água pluvial no solo vai depender de fatores como permeabilidade, coberturavegetal e declividade do solo. Com o aumento do regime de chuvas e por consequência,aumento da inltração de água no solo, ocorre a elevação lençol freático. Ou seja, ocorreum aumento da saturação do solo que provoca um aumento do peso da encosta, reduzindoa resistência do material ao cisalhamento e podendo chegar à ruptura.

A ruptura de uma massa de solo situada ao longo de um talude é chamada de escorregamento,quando se diz respeito a um movimento rápido, e de rastejo, quando é lento e imperceptível.Em geral, ambas as situações são tratadas como escorregamento (Chiossi, 2013).

Os escorregamentos em rocha tendem a ser mais suscetíveis a chuvas concentradas, enquantoque os processos em solo, dependem também dos índices pluviométricos acumulados nos diasanteriores. Processos do tipo corrida estão associados a índices pluviométricos mais intensos,enquanto que as rupturas em áreas modicadas pelo homem com desmatamentos, cortes,aterros, podem ocorrer com valores de precipitação considerados normais (Filho e Virgili,1998).

Ou seja, a ação de erosão da chuva e suas consequências vão estar subordinadas às caracte-rísticas geológicas dos solos, a cobertura vegetal que existe no talude e a forma de ocupaçãodo solo. Essas características vão ser responsáveis por acentuar ou atenuar a ação do regimepluviométrico.

Características do solo

Regiões localizadas em zonas tropicais e subtropicais possuem seus processos de intemperismomais acentuados e característicos devido ao clima. Como resultado típico, temos a presençade mantos de cobertura supercial de extensas espessuras, o que por consequência gerazonas de diferentes resistências, permeabilidades e outras características que se relacionamdiretamente com a estabilidade de taludes.

Entre as principais características do solo, que conferem maior ou menor resistência à açãoerosiva das águas, ou seja, a erodibilidade, destacam-se a textura, a espessura e a permeabi-lidade (Bertoni e Lombardi, 1985).

A textura de um solo é uma característica que se refere ao tamanho das partículas, queinuencia na capacidade de inltração e absorção da água da chuva, interferindo no potencialde escoamento supercial, e também na maior ou menor coesão entre as partículas.

A forma como essas partículas estão agregadas, ou seja, a estrutura, permite a existênciade vazios ou poros que podem se interconectar, criando a noção de permeabilidade de umsolo. Como exemplo, temos a estrutura das argilas e das areias: Na argila existem estruturasisoladas e em grupo que atuam forças de natureza capilar e molecular, que dependem daforma das partículas. Já nas areias, o arranjo estrutural é mais simplicado, constituído porcanalículos interconectados, por onde a água ui mais facilmente.

Conclui-se que a permeabilidade é uma propriedade importante nos estudos de estabilidade,pois a tensão efetiva (que comanda a resistência do solo) depende da pressão neutra, que porsua vez, depende das tensões provocadas pela percolação da água.

Por m, outra característica importante do solo, relacionada ao comportamento erosivo, é asua espessura. Solos rasos permitem rápida saturação das camadas superciais, permitindo

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o desenvolvimento de enxurradas e maior incidência de erosão e gerando instabilidade. Jásolos mais profundos, apresentam maior capacidade de inltração das águas pluviais, sendomenos erodíveis. Todavia, em casos de períodos de chuvas intensas e prolongadas, é possívela saturação de camadas mais profundas desse solo.

Substrato Rochoso

Segundo Filho e Virgili (1998), no substrato rochoso, os mecanismos de instabilização sãocontrolados pelo seu grau de alteração e, pelas anisotropias existentes no maciço, tais comoxistosidade, juntas, falhas etc., cujas relações com os mecanismos de instabilização são regidaspelos seguintes fatores:

• distribuição espacial das descontinuidades, relação entre suas atitudes (direção e mer-gulho) e a geometria dos taludes e encostas;

• presença e natureza dos materiais de preenchimento destas descontinuidades;

• irregularidades nas superfícies das descontinuidades;

• cisalhamento e movimentações anteriores.

Pode-se armar que a estabilidade do substrato rochoso, é determinada, em grande parte,pelas descontinuidades geológicas (falhas e fraturas) que podem determinar comportamen-tos especícos dos maciços rochosos, ligados a percolação de água e zonas preferenciais dedeslizamento.

Outra fonte de descontinuidades é o contato solo-rocha, que constitui, em geral, uma zona detransição entre esses materiais. Quando ocorre um contraste de resistência acentuado entreeles, com inclinação forte e, principalmente, na presença de água, a zona de contato podecondicionar a instabilidade do talude. Ou seja, não há uma ligação forte entre o solo com arocha, ocasionando o escorregamento.

Características geomorfológicas do talude

Entendem-se como características geomorfológicas as inclinações, amplitude e forma do perldas encostas (seja ele retilíneo, côncavo ou convexo) (Filho e Virgili, 1998).

A inuência do relevo na intensidade erosiva verica-se principalmente, pela declividade ecomprimento da rampa do talude ou encosta, que interferem diretamente na velocidade doescoamento supercial das águas pluviais.

Os terrenos com maiores declividades e maiores comprimentos de rampa apresentam maioresvelocidades de escoamento supercial e, consequentemente, maior capacidade erosiva. Porémuma encosta com baixa declividade e comprimento de rampa grande também pode ter altaintensidade de erosão, desde que sujeita à grandes vazões do escoamento de águas superciais.

Uma outro fator ligado a forma do talude que também inuencia na sua instabilização sãoas escavações ou cortes na base dos taludes pré-existentes.

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Cobertura Vegetal

A cobertura vegetal é o fator mais importante de defesa natural do solo contra a erosãoprovocada pela chuva, pois, o processo de evapotranspiração realizada pelos vegetais retiraparcela da água do solo. O papel dessa cobertura implica numa dinâmica da água, nostaludes e encostas naturais, condicionante de instabilizações.

Grey e Leiser (1982), atribuem os seguintes efeitos favoráveis e desfavoráveis da coberturavegetal em relação a estabilidade das encostas:

• Efeitos favoráveis:

Redistribuição da água proveniente das chuvas: as copas das árvores impedem, emparte, o impacto direto da chuva na superfície do terreno e retardam e diminuema quantidade efetiva de água que se inltra no solo;

Acréscimo da resistência do solo devido às raízes.

• Efeitos desfavoráveis:

Efeito alavanca: força cisalhante transferida pelos troncos das árvores ao terreno,quando suas copas são atingidas por ventos;

Efeito cunha: pressão lateral causada pelas raízes ao penetrar em fendas, ssurase canais do solo ou rocha;

Sobrecarga vertical: causada pelo peso das árvores. Pode ter um efeito benéco,ou não, na estabilidade, em vista da inclinação das encostas e características dosolo.

Tendo em vista esses efeitos, podemos concluir que os processos de instabilização tendema se acelerar algum tempo após desmatamentos. Ou seja, logo em seguida à retirada deárvores, existe um acréscimo de estabilidade devido à neutralização dos efeitos desfavoráveisda cobertura vegetal (sobrecarga, alavanca, cunha). Todavia, esse acréscimo de estabilidadetende a se perder com o tempo, com o apodrecimento das raízes e do efeito de redistribuiçãode água de chuva.

Ação Antrópica

O homem constitui o mais importante agente modicador da dinâmica das encostas. Oavanço de diversas formas de uso e ocupação, para áreas naturalmente suscetíveis aos mo-vimentos gravitacionais de massa, acelera e amplia os processos de instabilização (Filho eVirgili, 1998).

As principais interferências antrópicas que intensicam os processos de deslizamentos emencostas são:

• remoção da cobertura vegetal (cujas consequências foram discutidas no tópico anterior);

• lançamento e concentração de águas servidas;

• vazamentos na rede de abastecimento, esgoto e presença de fossas;

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• execução de cortes com geometria inadequada (altura e inclinação);

• execução ineciente de aterros;

• lançamento de entulho e lixo, que provoca um aumento no peso das encostas;

• vibrações produzidas pelo tráfego pesado, explosões, etc.

A execução de cortes na base do talude provoca alterações nas tensões atuantes no maciço,que podem levar ao aparecimento de trincas de tração no topo. Durante períodos chuvosos,essas trincas podem ser preenchidas pelas águas das chuvas e acentuar o processo de rupturados taludes.

As modicações geomorfológicas das encostas alteram também a drenagem e a dinâmica dacobertura vegetal, o que facilita a saturação do maciço e o desencadeamento de instabiliza-ções.

Capítulo 2

Método Geofísico Elétrico

Os métodos geofísicos são caracterizados por serem métodos de investigação indireta do sub-solo, isto porque são não-invasivos e se apoiam nas medidas das propriedades físicas extraídasda subsuperfície para determinar informações importantes na exploração de petróleo, águasubterrânea e depósitos minerais, entre outras diversas aplicações.

A inclusão da geofísica na área de geotecnia se dá, principalmente, na fase de reconhecimentoda área de interesse, visando a construção de uma obra civil. Neste caso, o objetivo é adenição de grandes feições, como contatos geológicos, zonas de fratura e profundidade dotopo rochoso. Essa inclusão pode ainda reduzir o número de ensaios diretos (sondagens)requeridos para uma devida caracterização da subsuperfície da área de interesse, reduzindodessa forma, os custos nais de um projeto.

As técnicas geofísicas aplicadas neste trabalho serão voltadas à aplicação na área geotécnica,mais especicamente na determinação de instabilidade de taludes. Para atingirmos nosso ob-jetivo iremos utilizar o método elétrico, empregando a técnica de Sondagem Elétrica Vertical(SEV) e Caminhamento Elétrico (CE), ambos utilizando o método da eletrorresistividade.

2.1 Propriedades Elétricas das Rochas

Segundo Lima (2014), As propriedades físicas macroscópicas das rochas dependem das pro-priedades de seus minerais constituintes e de suas proporções volumétricas, da forma daspartículas sólidas e da topologia da agregação na chamada textura da rocha e da naturezados uidos que, normalmente preenchem os vazios do agregado.

Ainda sob o ponto de vista do mesmo autor, eletricamente as rochas podem ser tratadas comoagregados heterogêneos de partículas sólidas, condutoras e/ou dielétricas contendo em seusvazios, proporções variáveis de eletrólitos aquosos. Suas propriedades elétricas, portanto,dependem da textura e da composição mineral da matriz sólida, da geometria do espaço-de-poros e da proporção volumétrica de água nesses vazios (Mendelson e Cohen (1982); Senet al. (1988); Lima e Sharma (1990) Apud Lima (2014)).

As principais propriedades elétricas são a condutividade elétrica, a permissividade dielétricae a cargabilidade elétrica. A condutividade elétrica (σ) e sua inversa, a resistividade elétrica(ρ), possuem as maiores amplitudes de variação, sendo assim as propriedades mais diagnos-ticadas e utilizadas na identicação e mapeamento de zonas mineralizadoras, em avaliações

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de porosidades, de argilosidade, entre outras, quando uma área é submetida à ação de umcampo elétrico.

De maneira simplicada, podemos denir a resistividade como a medida da diculdade quea corrente elétrica encontra ao passar por um determinado material. Essa diculdade estárelacionada ao mecanismo pelo qual a corrente elétrica se propaga no meio. Esses mecanis-mos, em solos e rochas, são caracterizados pela condutividade (σ), que numericamente é oinverso da resistividade.

A resistividade elétrica é um parâmetro aplicável para a caracterização da integridade fí-sica dos materiais geológicos, em termos de alteração, fraturamento, saturação, entre outros,além de possibilitar a identicação de litotipos sem a necessidade de amostragem ou reco-nhecimento direto (Braga, 2016).

A corrente elétrica propaga-se nos materiais através de três processos distintos: transporteeletrônico (ôhmico), eletrolítico e dielétrico. O primeiro é típico de materiais que contémelétrons livres, como os minerais metálicos. Na condução eletrolítica, a corrente é trans-portada pelos íons e o uxo de corrente é relativamente mais baixo comparado ao casoanterior. A condução dielétrica ocorre em materiais isolantes (corrente de polarização oudeslocamento)(Telford, Geldart, Sheri e Keys, 1990).

Como na natureza a maioria das matrizes rochosas são isolantes, ou seja, não possuemminerais metálicos em sua composição, vamos considerar que a condução da corrente elétricase dá predominantemente pela condutividade iônica. Assim, em rochas em que se predominaa propagação do campo elétrico por condutividade iônica, a resistividade depende de váriosfatores para a atribuição de um único valor para um determinado tipo litológico.

Rochas de mesma natureza podem apresentar resistividades inuenciadas pelas condiçõeslocais, como: conteúdo de eletrólito, concentração do eletrólito, tamanho dos grãos, poro-sidade, metamorsmo, efeitos tectônicos, entre outros, fazendo com que um mesmo tipolitológico possa apresentar uma ampla gama de variação nos valores de resistividade (Figura2.1).

Figura 2.1: Faixa de variação da resistividade em diferentes tipos litológicos (Braga,2016).

Os íons, responsáveis por tal condução, resultam da dissociação dos sais da água intersticial

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das rochas (água de formação). O mais abundante deles é o cloreto de sódio, que se dissociaem Na+ e Cl− (Ney, 2014). A concentração e a composição química dos sais vão dependerda natureza das rochas nas quais as águas tenham percolado em seu uxo supercial ousubterrâneo. Já que a maioria das rochas existentes na crosta terrestre são formadas porsilicatos e carbonatos, os quais são considerados praticamente isolantes, essas rochas seriammás condutoras de eletricidade, embora o eletrólito presente em seus poros e ssuras altereessa condição.

Archie (1942) desenvolveu, através de vários dados experimentais com arenitos limpos (semlama), uma relação empírica para expressar a inuência da porosidade sobre a resistividadede uma rocha:

ρt =aρwφmSn

w

(2.1)

onde:

• ρt é a resistividade medida em uma formação saturada por qualquer tipo de uido;

• ρw é a resistividade da água de saturação;

• φ é a porosidade da rocha;

• Sw é a saturação em água;

• a é um fator que depende da geometria do canal poroso. É um tipo de propriedadetextural dos poros.

• m e n são, respectivamente, índices de cimentação e saturação, ambas são constantesempíricas relacionadas ao tipo de porosidade da rocha.

A partir da análise da Figura 2.1, pode-se concluir que apenas com informações geológicas épraticamente impossível identicar um material geológico com precisão. Isso se deve ao fatode que as resistividades em uma rocha podem variar amplamente até em um mesmo tipolitológico, dependendo dos fatores a que as rochas estão sujeitas. Dessa forma, a identica-ção litológica será feita precisamente pela junção dos resultados geofísicos, testemunhos desondagens (se houverem) e informações geológicas adquiridas anteriormente à aquisição.

2.2 Método da Eletrorresistividade (ER)

Se considerarmos um condutor cilíndrico homogêneo (Figura 2.2), no qual L é seu compri-mento e S é a área de sua seção transversal, com base na Segunda Lei de Ohm, podemosdenir a relação entre resistividade (ρ) e a resistência (R), fornecida pela equação abaixo:

ρ = RS

L(2.2)

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Figura 2.2: Cilindro condutor homogêneo em que L é seu comprimento e S é a área dasua seção transversal.

Podemos concluir dessa equação anterior que o parâmetro resistividade é um produto daresistência elétrica (Ω) por um comprimento (m) e área da seção (m2). Assim, a unidade dosistema de resistividade é igual a Ωm no SI.

Em um material tridimensional terrestre, a corrente elétrica vai se propagar de forma semi-esférica a partir do local de origem da injeção de corrente. Ao conectar-se uma fonte aosolo, por meio de cabos e eletrodos (de corrente), distantes um do outro, a corrente elétricagerada pela bateria será conduzida pela Terra, já que esta não é um isolante perfeito (Figura2.3). Vamos considerar, a priori, que a resistividade no solo é uniforme e o padrão do uxode corrente vai reetir a distribuição da resistividade em subsuperfície.

Figura 2.3: Fonte pontual de corrente na superfície de um meio homogêneo.

Esse padrão de corrente pode ser mapeado na superfície ao se conectar um voltímetro a doiseletrodos (de potencial), sendo que um deles está mais próximo ao eletrodo de corrente e ooutro está mais afastado (distância r). Com essa conguração é possível medir a diferençade potencial (∆V ) entre esses dois locais, como é possível observar na Figura (2.4).

Valores de diferença de potenciais detectados fora dos padrões esperados para um solo ho-mogêneo nos fornecem informações quanto à forma e as propriedades elétricas das heteroge-neidades em subsuperfície.

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Figura 2.4: Diferença de Potencial na superfície de um meio homogêneo.

Porém, na prática esse procedimento não é usual. A razão para tal está na grande distânciaentre os eletrodos de corrente, sendo necessária uma redução dessa distância. Na Figura 2.5,temos a conguração usual das aquisições elétricas onde são utilizadas, normalmente, quatroeletrodos (dois de corrente e dois de potencial).

A profundidade da penetração da corrente aumenta com o aumento da separação entre oseletrodos de corrente. Por conta disso, essa separação deve ser escolhida com cuidado paraque se possa energizar o solo até a profundidade que se deseja investigar.

Figura 2.5: Conguração tetraeletródica usualmente utilizada em campo para medir adiferença de potencial em um solo ao ser injetada uma corrente (Braga, 2016).

2.2.1 Potencial Elétrico em um Meio Homogêneo

Segundo Sato (2002), para calcular o potencial elétrico num meio homogêneo é preciso con-siderar um semi-espaço homogêneo e isotrópico, de condutividade σ estabelece um uxo decorrente contínua. Se δA é um elemento de superfície nesse semi-espaço e ~J a densidade decorrente nesse elemento. Assim, a corrente que passa através de δA será ~J.δA.

Em condições estacionárias, a equação de Maxwell para o campo elétrico e a equação deconservação da carga elétrica se reduzem, respectivamente às equações abaixo:

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~∇× ~E = 0 (2.3)

e~∇× ~J = 0, (2.4)

sendo ~E a intensidade do campo elétrico (V/m), e ~J a densidade de corrente elétrica (A/m2).O campo elétrico ( ~E) é um campo conservativo que pode ser derivado de um potencial elétricoV, da seguinte forma:

~E = −∇.V (2.5)

Em meios isotrópicos e lineares, a densidade de corrente elétrica se relaciona ao campoelétrico pela Lei de Ohm, como mostra a Eq. (2.6):

~J = σ ~E (2.6)

sendo σ a condutividade elétrica do semi-espaço.

Deste modo, substituindo a Eq. (2.5) na Eq. (2.6), obtém-se:

~J = −σ∇.V (2.7)

Aplicando o divergente em ambos os lados da equação anterior e sabendo que ∇. ~J = 0,temos:

∇.(σ∇V ) = 0 (2.8)

Usando a identidade ∇.(φA) = ∇φ.A+ φ∇.A na Eq. (2.8), tem-se:

∇σ.∇V + σ∇2V = 0 (2.9)

Para um condutor homogêneo, σ é constante e diferente de zero, então o primeiro termo daEq. (2.9) se anula e o que resta é a Equação de Laplace:

∇2V = 0 (2.10)

Para um eletrodo pontual de corrente no interior do espaço condutor, homogêneo e isotrópico,haverá inuência da simetria esférica e o potencial assim dependerá da distância da fonteao ponto de medição. Considerando isso, temos que o potencial medido obedece à seguinteequação:

V =Iρ

4πr(2.11)

No caso do eletrodo se situar na superfície do semi-espaço, e a condutividade acima destesemi-espaço for nula (terra-ar), a expressão do potencial elétrico é:

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V =Iρ

2πr(2.12)

Quando a distância entre dois eletrodos de corrente é nita (Figura 2.5), o potencial emqualquer ponto próximo da superfície será afetado por ambos eletrodos de corrente. Assim,o potencial devido ao eletrodo de corrente A no eletrodo de potencial M é:

V1 = − A1

AM(2.13)

Onde A1 é:

A1 = − Iρ2π

(2.14)

Pelo fato das correntes nos dois eletrodos serem iguais e opostas em direção, o potencialdevido ao eletrodo de corrente B no eletrodo de potencial M é:

V2 = − A2

BM(2.15)

Onde A2 é:

A2 =Iρ

2π= −A1 (2.16)

Assim, temos:

V1 + V2 =Iρ

2π

(1

AM− 1

BM

)(2.17)

Finalmente, introduzindo um segundo eletrodo de potencial em N, é possível medir a dife-rença de potencial entre M e N, que será:

∆V =Iρ

2π

[(1

AM− 1

BM

)−(

1

AN− 1

BN

)](2.18)

Essa conguração corresponde ao arranjo de quatro eletrodos, onde AM , BM , AN , BNsão os espaçamentos, ou separações, entre os eletrodos. Isolando o parâmetro resistividade,obtém-se:

ρ =∆V

I

[2π(

1AM− 1

BM

)−(

1AN− 1

BN

)] (2.19)

Onde o fator geométrico é dado por:

K =2π(

1AM− 1

BM

)−(

1AN− 1

BN

) (2.20)

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E nalmente chegamos a Eq. (2.21):

ρ = K∆V

I(2.21)

A constante K dimensões de comprimento e depende unicamente da geometria relacionadaa disposição dos eletrodos de corrente e potencial em superfície. Trata-se de um fator queleva em conta a diminuição do potencial com a distância.

A equação (2.21) sintetiza o método da eletrorresistividade que consiste, basicamente, nainjeção de uma corrente (I ) no solo por intermédio de um par de eletrodos (A e B) e amedida da diferença de potencial (∆V) resultante da passagem desta corrente através deoutro par de eletrodos (M e N).

2.2.2 O conceito de resistividade aparente

A resistividade verdadeira de um substrato homogêneo e isotrópico pode ser calculado pelaEq. (2.21), para qualquer conguração de eletrodos utilizada na aquisição dos dados.

Todavia, a Terra não é homogênea e nem isotrópica, o que faz com que o valor da resis-tividade elétrica varie ponto a ponto, tanto lateralmente como também com o aumento deprofundidade. Consequentemente, o valor medido em superfície irá variar para cada posiçãodo eletrodo, assim como para a disposição e/ou o tamanho do arranjo de eletrodos utilizado.

Essa resistividade, obtida aplicando-se a equação válida para meios homogêneos (sendo queo dado foi obtido em meio heterogêneo) é denominada resistividade aparente. A Eq. (2.21),desta forma, pode ser reescrita como:

ρa = K∆V

I(2.22)

A resistividade aparente, assim como a verdadeira são expressas com a mesma unidade demedida no (SI), Ohm.m. Em um modelo de Terra homogênea, a resistividade aparente éigual a resistividade verdadeira.

Segundo Orellana (1972), a resistividade aparente não é um parâmetro físico do meio e simum valor que representa o efeito integrado do semi-espaço sobre o qual a medida é efetuada.A resistividade aparente é uma resultante que sofre inuência de diversas resistividades exis-tentes no volume investigado. Trata-se de um conceito formal, não podendo ser consideradauma média das resistividades em subsuperfície.

Conforme ilustrado na (Figura. 2.6), onde os quatro eletrodos estão posicionados emlocais de resistividades ρ1, ρ2, ρ3, ρ4, a resistividade medida (aparente) possivelmente nãoserá igual a nenhuma das quatro, mas terá inuência sobre todas elas, de suas respectivasdistribuições e geometria dos corpos (Gandolfo, 2007).

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Figura 2.6: Ilustração esquemática de um substrato rochoso heterogêneo (Gallas, 2000).

Por m, o conceito de resistividade aparente é de grande utilidade em aplicações práticasdo método, pois é um parâmetro, que como já discutido anteriormente, pode apresentarvariações ao longo de uma seção, possibilitando a identicação de anomalias resistivas oucondutivas presentes no local investigado.

Para que se conheça as resistividades verdadeiras das camadas é necessário que o dado passepor um processo de inversão geofísica, que será abordado com mais detalhes na próximaseção.

2.2.3 Arranjo de Eletrodos

Segundo Sato (2002), a forma como os eletrodos de corrente (A e B) e os eletrodos depotencial (M e N) são dispostos nos ensaios geoelétricos é denominada arranjo.

No método da eletrorresistividade, é necessário calcular o fator geométrico K adequadopara obter o valor da ρa, que satisfaça o arranjo utilizado. Os diferentes tipos e estilos deconguração dos eletrodos possuem vantagens, desvantagens e sensibilidades particulares.O espaço disponível e a magnitude do trabalho são alguns dos fatores que inuenciam naescolha do tipo de arranjo a se utilizar.

Os arranjos de eletrodos mais utilizados são: Wenner, Schlumberger e Dipolo-Dipolo, con-tudo, não só existem essas congurações na bibliograa. Encontram-se muitos casos práticosem que os arranjos pólo-diplo, gradiente e mais raramente, mise-à-la-masse foram ou sãoutilizados. Todavia, neste trabalho o foco será dado nos tipos de arranjos utilizados naaquisição, que foram o arranjo Schlumberger e o Dipolo-Dipolo.

Arranjo Schlumberger

No arranjo Schlumberger temos uma conguração tetraeletródica alinhada e simétrica emrelação a um ponto central, com os eletrodos de corrente (A e B) posicionados externamenteaos eletrodos de potencial (M e N). Os eletrodos de corrente estão semi-afastados por umadistância a e os de corrente por uma distância b (Figura 2.7).

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Figura 2.7: Disposição dos eletrodos de corrente (A e B) e dos eletrodos de potencial(M e N) para o arranjo Schlumberger (Amarante, 2014).

O fator geométrico desse arranjo é dado pela equação abaixo:

K = π

(a2

b− b

4

)(2.23)

Este arranjo possui como características a praticidade da operação, pois apenas deslocam-seos eletros AB (mantendo-se xo MN), e a qualidade do dado obtido que é menos sujeitoàs interferências produzidas por ruídos produzidos por fontes articiais, irregularidades nasuperfície topográcas e além disso é menos susceptível a erros interpretativos em terrenosnão homogêneos.

Estas qualidades citadas anteriormente fazem com que este arranjo ofereça bons resultadosno mapeamento de estruturas verticais, pois é relativamente sensível potencialidade para aresolução de camadas horizontais (resolução vertical) sendo, desta forma, bastante utilizadoem Sondagens Elétricas Verticais (SEVs).

A profundidade teórica de investigação do arranjo Schlumberger é Z = R/2 (metros), emque R é a distância entre os eletrodos de corrente A e B.

Arranjo Dipolo-Dipolo

O arranjo Dipolo- Dipolo é certamente o de uso mais difundido dentre os diversos arranjosexistentes, sendo largamente utilizado para diversos ns (mineração, prospecção de águasubterrânea, estudos ambientais e geologia de engenharia) (Gandolfo, 2007).

Este arranjo também possui uma conguração tetraeletródica alinhada semelhante ao arranjoanterior. Os eletrodos de corrente são espaçados com uma distância xa a bem como oseletrodos de potencial (Figura 2.8). O espaçamento a entre os dois eletrodos de corrente epotencial permanece xo durante todo o levantamento, sendo essa abertura denida com oobjetivo do trabalho.

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Figura 2.8: Disposição dos eletrodos de corrente (A e B) e dos eletrodos de potencial(M e N) para o arranjo Dipolo-Dipolo (Amarante, 2014).

São realizadas medidas do potencial elétrico conforme os eletrodos de potencial e de correntesão afastados por uma separação n.a onde n é uma constante. Cada um destes afastamentoscorresponde a um nível de investigação em profundidade. Quanto maior for esta distância,maiores profundidades poderão ser alcançadas, tendo como limite de valor aceitável, asleituras de potencial superiores ao nível de ruído presente no local (Gandolfo e Gallas, 2007).

A profundidade teórica atingida em cada nível investigado (Z), é denida como sendo, Z =AN/4 (metros).

O fator geométrico desse arranjo é dado pela Eq. (2.24):

K = πna (n + 1) (n + 2) (2.24)

2.2.4 Técnicas

No método da Eletrorresistividade, duas técnicas são utilizadas para fazer o mapeamento dosubsolo, a Sondagem Elétrica Vertical (SEV) e o Caminhamento Elétrico (CE). Vejamos aseguir algumas características e principais usos destas técnicas.

2.2.5 Caminhamento Elétrico

A técnica de Caminhamento Elétrico tem como objetivo gerar uma imagem da subsuperfícieem que seja possível delimitar a geometria das litologias ali presentes, sendo obtida com baseem medidas efetuadas ao longo do terreno, com espaçamento constante entre os eletrodosAMNB. Por meio dessa técnica, investigam-se, ao longo de linhas, as variações laterais doparâmetro físico a uma ou mais profundidades determinadas.

Para realizar o caminhamento elétrico é necessário xar o espaçamento entre os eletrodos paraobtenção das leituras pertinentes a um mesmo nível. Então, todo o arranjo será deslocadopara a posição seguinte e são efetuadas as leituras de resistividade aparente correspondentes,continuando esse procedimento até o nal do perl a ser investigado. O arranjo de eletrodosmais utilizado para esta técnica é o dipolo-dipolo (seção 2.2.3).

Neste arranjo, os eletrodos de corrente e de potencial são alinhados em uma mesma direçãocom espaçamento constante (Figura 2.9). No seu desenvolvimento podem-se utilizar váriosdipolos de recepção dispostos ao longo do sentido da investigação, podendo, a depender do

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caráter do trabalho, estudar as variações horizontais de um parâmetro geoelétrico ao longode um perl com um ou mais dipolos, atingindo vários níveis de investigação (Braga, 2016).

Figura 2.9: Técnica do Caminhamento Elétrico utilizando um arranjo dipolo-dipolo(Braga, 2006).

É necessário salientar que a profundidade de investigação não depende unicamente da con-guração geométrica do sistema de medidas, mas também dos contrastes das resistividadesnas litologias em subsuperfície (Gallas, 2000). A profundidade de investigação varia de AN/4em meio bastante resistivo e AN/10 em meio altamente condutor (Zorzi e Rigoti, 2011).

Uma forma de plotagem dos dados largamente utilizada no meio técnico foi introduzida porHallof (1957). O sistema de plotagem dos parâmetros geoelétricos é efetuado, segundo oautor, considerando como ponto de atribuição das leituras uma projeção de 45o a partir doscentros dos dipolos AB e MN até o ponto médio entre os centros desses dipolos (Figura 2.10).

Figura 2.10: Forma de dados para construção da seção de resistividade aparente. N=níveis de investigação (Hallof, 1957).

Após a plotagem de todos os parâmetros geoelétricos obtidos em um perl levantado, os

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dados de campo são geralmente apresentados sob a forma de uma seção, onde as resistividadesaparentes estão distribuídas espacialmente em subsuperfície. Porém, é necessário entenderque essas distribuições não possuem correspondência com a verdadeira posição e geometriadas estruturas em subsuperfície. Por conta deste fato, chama-se essa forma de apresentar osdados de pseudo-seção de resistividade aparente.

Cada linha horizontal da pseudo-seção está associada a um valor especíco de n e também auma "profundidade teórica de investigação", resultando em uma apresentação apenas quali-tativa das variações verticais de resistividade aparente (Figura 2.11). Ou seja, neste tipo deplotagem, que será chamada de "convencional", as profundidades representadas não estãorelacionadas diretamente a nenhuma profundidade efetiva e a escala vertical, neste caso, nãotem nenhum signicado preciso (Gandolfo, 2007).

Figura 2.11: Exemplo de uma pseudo-seção de resistividade aparente usando o arranjodipolo-dipolo (Braga, 2016).

Segundo Gallas (2000), a grande vantagem de se utilizar o arranjo dipolo-dipolo é o fato dese tratar de um arranjo simétrico, sendo mais fácil a interpretação de uma pseudo-seção,principalmente para se determinar com segurança a posição de uma anomalia.

Para realizar um levantamento utilizando a técnica do caminhamento elétrico é exigido dogeofísico uma programação que inclui, além das questões de organização, logística, infra-estrutura etc., a escolha do espaçamento entre os eletrodos, a quantidade de níveis a sereminvestigados, espaçamentos ideais entre os pers e, ainda, as direções das linhas.

2.2.6 Sondagem Elétrica Vertical

A técnica da Sondagem Elétrica Vertical apresenta excelentes resultados, muito utilizadosem imageamentos rasos necessários para áreas de Geologia de Engenharia, Ambiental, Hi-drogeologia etc.

Esta técnica consiste numa sucessão de medidas de um parâmetro geoelétrico (resistividadeaparente e/ou cargabilidade aparente), realizadas em uma superfície de um terreno em es-tudo, mantendo-se uma separação constante entre os eletrodos de corrente (AB) e/ou entreos eletrodos de potencial (MN). Os eletrodos são alinhados na superfície do terreno de formasimétrica, e, durante o desenvolvimento do levantamento, a direção do arranjo e o centro dodipolo de potencial permanecem xos (Figura 2.11).

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Figura 2.12: Técnica da Sondagem Elétrica Vertical (Braga, 2016).

A medida que a distância entre os eletrodos de corrente (AB) aumenta, o volume totalda subsuperfície investigada na medição também aumenta, permitindo trazer informaçõesde camadas cada vez mais profundas. Os resultados apresentam as variações verticais doparâmetro físico escolhido, abaixo de um ponto de interesse na superfície, tal qual umasondagem convencional.

Para que os dados adquiridos utilizando essa técnica sejam de boa qualidade, faz-se necessárioque as investigações sejam realizadas, preferencialmente, em terrenos compostos por camadaslateralmente homogêneas em relação ao parâmetro físico estudado e limitado por planosparalelos à superfície do terreno, ou seja, um meio estraticado.

É possível em campo realizar um controle das variações de resistividade aparente com oaumento da distância entre AB. Para isso é necessário plotar as medidas em um gráco log-logque forma, por consequência, curvas bilogarítimicas que representarão os dados geoelétricosem função dos espaçamentos adotados entre os eletrodos correspondentes. A Figura (2.12)ilustra essa plotagem em gráco log-log, onde no eixo das ordenadas temos as resistividadesaparentes, expressas em Ohm.m, e nas abscissas temos os espaçamentos entre os eletrodos,AB/2, expressos em metros.

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Figura 2.13: Plotagem da resistividade aparente versus AB/2 de dados obtidos pelatécnica de Sondagem Elétrica Vertical (Gandolfo, 2007).

A utilização de curvas logarítmicas para a representação e interpretação dos dados permiteque variações de estruturas geoelétricas sejam realçadas e reduzem a quantidade de cálculosteóricos necessários para o traçado das curvas-modelo, usadas na interpretação (Braga, 2016).

Como todo método investigativo, a sondagem elétrica vertical irá apresentar vantagens edesvantagens que devem ser levadas em conta pelo geofísico ao programar a investigaçãode uma área em estudo. Algumas vantagens, precisão satisfatória, custos relativamentereduzidos e versatilidade em termos de profundidade de investigação, a partir da superfíciedo terreno, sem a necessidade de perfuração do subsolo e grandes impactos ambientais. Porm, outra vantagem é a pouca sensibilidade a ruídos provocados por instalações elétricas, os,cabos, entre outros, pois a gama de leitura dos potenciais primários gerados, normalmente ésuperior a esses ruídos.

No que diz respeito às desvantagens dessa técnica, podemos citar a limitação prática dosespaços disponíveis para o desenvolvimento do arranjo AB, pois, dependendo dos locais deensaios não é possível atingir um espaçamento necessário conforme os objetivos programados;as fugas de corrente no circuito AB devido a problemas de isolamento dos cabos e perda deresolução com a profundidade (camadas poucas espessas não serão identicadas em grandesprofundidades).

De acordo com (Loke, 1999), a grande limitação da técnica de sondagem elétrica vertical éque esta não leva em consideração variações laterais da resistividade em subsuperfície. Essasconsiderações podem ocasionar em erros no modelo de resistividade interpretado, gerandoresistividades ou espessuras diferentes das reais.

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Inversão 1D de dados de eletrorresistividade

Para realizar a inversão de dados de uma sondagem elétrica vertical (SEV) é necessárioassumir um modelo de terra unidimensional (1D) para que se possa determinar os parâmetrosdo modelo: resistividade verdadeira e espessura da camada.

Como falado anteriormente neste mesmo capítulo, o meio é considerado como sendo plano-estraticado, ou seja, formado por camadas horizontais lateralmente innitas, homogênease isotrópicas, onde a resistividade varia apenas com a profundidade. Tal consideração tornao processo de inversão simples, já que o modelo não é complexo.

O programa RES1D utiliza um método iterativo. É utilizada uma subrotina para determinarespessuras e resistividade das camadas de um modelo 1D introduzido pelo intérprete que éajustado aos valores medidos no campo. O método de otimização usado é o dos MínimosQuadrados (Lines e Treitel, 2001).

Neste método, o modelo inicial deve ser fornecido, e a subrotina de inversão modica asespessuras e resistividades das camadas no intuito de reduzir a diferença entre os valorescalculados e os medidos. O procedimento é repetido uma determinado número de vezes,até que seja alcançada uma concordância satisfatória entre os dois conjuntos de dados. Asolução e a velocidade de convergência do processo dependem da escolha do modelo inicial.

Inversão 2D de dados de eletrorresistividade

A rotina de inversão usada pelo programa RES2DINV, se baseia no método de smoothnessconstrained (Suavização Forçada) do método dos mínimos quadrados ( deGroot Hedlin eConstable (1990); Sasaki (1992) Apud Gandolfo (2007)). O método de inversão utilizadopor esse programa é baseado na Eq. (2.25).

(JTJ + µF )d = JTg (2.25)

Onde F = fxfTx + fzf

Tz

• fx= ltro de nivelamento horizontal;

• fz= ltro de planicidade vertical;

• J= matriz das derivadas parciais ou matriz jacobiana;

• µ= fator de amortecimento;

• d= vetor de pertubação do modelo;

• g= vetor discrepância.

Uma vantagem deste método é que o fator de amortecimento, µ, e o ltro de nivelamento,fx, podem ser ajustados de acordo com os diferentes tipos de dados.

A parametrização do meio consiste na divisão do domínio em células retangulares homogê-neas, sendo o parâmetro do modelo, a resistividade elétrica verdadeira de cada elemento quecompõe a malha. As células são comumente denominadas de blocos. Os blocos do modelo

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2D são arranjados de uma forma não rígida e aproximadamente em conformidade com adistribuição dos dados na pseudo-seção de resistividade aparente (Gandolfo, 2007).

O problema inverso consiste em determinar um valor de resistividade elétrica de cada célulade forma que seja minimizada a diferença entre o valor calculado e o valor de resistividadeaparente medido.

O modelo de discretização 2D utilizado no programa é arranjado de maneira similar à dis-tribuição dos pontos (assinalados por "X") da pseudo-seção de resistividade aparente, comopode ser visualizado na (Figura, 2.17). Cada bloco ou célula possui os seguintes atributos:um valor de resistividade verdadeira (calculada), que é o parâmetro do modelo, uma largurae uma espessura.

Figura 2.14: Arranjo de blocos utilizado no modelo, juntamente com a posição doponto de medida da correspondente pseudo-seção. O arranjo de eletrodos utilizado foio Dipolo-Dipolo (a= 2m, 10 níveis de investigação). O número de blocos é 106, com135 pontos de medida em um perl de 40m de extensão (Gandolfo, 2007).

O RES2DINV adota os coecientes empíricos estabelecidos por Edwards, (1997) na plotagemdos pontos com relação às profundidades, conforme o arranjo utilizado. A profundidade dabase dos blocos no modelo de discretização do meio é aproximadamente igual à profundidadeproposta por esse autor.

Para o arranjo Wenner e Schlumberger, a espessura da primeira leira de blocos é 0.5 vezes oespaçamento entre os eletrodos. Já para os arranjos Pólo-Pólo, Pólo-Dipolo e Dipolo-Dipolo,esta espessura é de aproximadamente 0.9, 0.6 e 0.3 vezes o espaçamento entre os eletrodos,respectivamente (Loke, 1997).

Capítulo 3

Aspectos Geológicos

3.1 Geologia Regional

O município de Salvador está situado entre as coordenadas geográcas 12 53' 54 e 13 00'59 de latitude Sul e 38 18' 31 e 38 32' 20 de longitude Oeste (Figura 3.1). Limita-se aosul e leste com o Oceano Atlântico, a oeste com a Bahia de todos os Santos e ao norte comos municípios de Lauro de Freitas, Simões Filho, Candeias e São Francisco do Conde.

Figura 3.1: Localização do trabalho em escala regional (Nascimento, 2008).

Segundo Barbosa e Dominguez (1996), a região metropolitana de Salvador foi subdivididaem três domínios geológicos principais:

(i) A Bacia Sedimentar do Recôncavo, formada por rochas sedimentares Mesozóicas do tipoconglomerado, representados pela Formação Salvador e, arenitos e folhelhos, representados

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pela Formação Pojuca do grupo Ilhas.

(ii) Alto Cristalino de Salvador, Planalto ou Maciço de Salvador, representado por rochas me-tamorzadas, graníticas e basálticas do embasamento cristalino arqueano-paleoproterozóico.

(iii) Planície Litorânea ou Margem Costeira Atlântica, formada por depósitos sedimentaresterciários da Formação Barreiras e depósitos inconsolidados do Quaternário.

3.1.1 O Alto Cristalino de Salvador

O Alto Cristalino está separado da Bacia Sedimentar do Recôncavo pela Falha de Salva-dor. Podemos dividí-lo em três categorias: Embasamento Cristalino, Cobertura Regolítica eFormação Barreiras.

O embasamento cristalino é formado por rochas metamórcas ortoderivadas compostas degranulitos charnoenderbíticos e tonalíticos que contêm enclaves ultramácos (metapiroxe-nitos) e mácos (metagabros), sendo cortadas por monzo-sienogranitos e diques mácos(Figura 3.2). Ocorre também, um grupo de rochas metamórcas paraderivadas alumino-magnesianas, granulitos básicos e quartzitos que ocorrem associados. A leste da Falha doIguatemi, onde as elevações do embasamento são menores, ocorrem rochas monzoníticas-monzodioríticas e um conjunto de rochas gnáissicas, graníticas, anbolíticas e migmatíticas(Barbosa et al., 2005).

O sistema de fraturamento N30-40 e N130-140 que constituem vias de percolação somado asaltas temperaturas e altos índices pluviométricos favoreceram o ataque químico dos principaisminerais formadores de rochas e acessórios, possibilitando a formação de um solo residual e darocha alterada (saprólito) que constituem o regolito sobreposto ao embasamento cristalino,ou seja, a cobertura regolítica.

Esta cobertura regolítica geralmente possui cor avermelhada e composição dominantementeargilosa. Esses argilominerais são produtos da alteração química dos plagioclásios, microclinae outros minerais aluminosos que compõem as rochas do embasamento cristalino quando emcontato com a água subterrânea. Alguns minerais de ferro presentes em pequenas quan-tidades nas rochas cristalinas, tais como, pirita, magnetita e ilmenita, quando alteradosintempericamente também ajudam a imprimir uma coloração avermelhada, devido a forma-ção da hematita e da goetita. Quando predomina a hematita, o regolito é mais avermelhado,enquanto a goetita imprime neles uma coloração vermelho- amarelada (Nascimento, 2008).

Por m, a Formação Barreiras é formada por arenitos argilosos de coloração vermelha, vi-oleta, branca e amarela com estraticações plano-paralelas e cruzadas. São frequentes asintercalações de siltitos e argilas coloridas, bem como lentes conglomeráticas e cauliníticas.

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Figura 3.2: Mapa geológico de Salvador modicado a partir de Barbosa et al. (2005).

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3.2 Geologia Local do Campus de Ondina

O Campus Universitário da UFBA em que esse trabalho foi realizado compreende uma áreaque engloba os bairros de Ondina, Federação e São Lázaro (Figura 3.3). O Campus deOndina, como é frequentemente chamado, está localizada próximo a orla marítima e possuigrande parte da área recoberta pela vegetação remanescente do Bioma da Mata Atlântica.

Figura 3.3: Localização do Campus de Ondina a partir de imagens retiradas do software

Google Earth.

3.2.1 Geologia e Geomorfologia

O sistema de fraturamento orientou os espigões do topo convexo e o entalhamento do vale.Posteriormente atuaram processos de acumulação de sedimentos no Quaternário (Holoceno),formando a estreita planície do Campus Universitário da UFBA.

As feições estruturais, controlaram a modelagem da morfologia regional do Alto Cristalino,o que resultou na formação do baixo planalto dissecado, observados nos bairros de São Lá-zaro, Federação e Parque Zoobotânico de Ondina. Esses apresentam quase sempre altitudessituadas entre 50 e 70 metros, com vertentes íngremes e as vezes abruptas. No Campus ascotas topográcas variam de 7 a 67 metros de altitude e as vertentes apresentam declividades

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superiores a 10 (Nascimento, 2002).

A área do Campus é dominantemente formada por um conjunto de rochas metamor-zadas no fácies granulito, pertencentes ao Alto Cristalino de Salvador de idade arque-ana/paleoproterozóica. São rochas constituídas mineralogicamente por quartzo, feldspatopotássico, plagioclásio, biotita, hornblenda, piroxênios, granada, silimanita e cordierita. Es-ses minerais, muitas vezes se agrupam em faixas ou bandas paralelas, formando intercalaçõesde diversos tipos litológicos, de espessura variável, desde milimétrica até vários metros, porvezes dobradas e migmatizadas.

É possível observar essas rochas do embasamento cristalino nas praias da Barra, Ondinae Rio Vermelho, onde aparecem vários corpos de pegmatitos de dimensões relativamentepequenas, constituídos por quartzo, k-feldspato e micas que cortam a sequência de rochasgranulitizadas (Figura 3.4).

Figura 3.4: Exemplos de rochas ultramácas granulitizadas do embasamento cristalinode Salvador na praia do Farol da Barra (Souza, 2008).

O sistema de fraturamento e o clima tropical úmido, facilitaram a alteração das rochas doembasamento cristalino pois serviu como canais de percolação das águas pluviais, acelerandoos processos de intemperismo químico dessas rochas. O resultado desse processo foi a geraçãode solos residuais evoluídos e espessos, texturalmente argilosos e areno-argilosos, geralmenteclassicados como latossolos e podzólicos vermelho-amarelo distrócos.

3.2.2 Hidrogeologia

Do ponto de vista hidrogeológico, as águas subterrâneas estão armazenadas em dois domí-nios hidrogeológicos distintos, intercomunicáveis e de natureza livre, formando um sistemaaquífero heterogêneo e anisotrópico. O primeiro domínio é composto pelas inltrações deáguas pluviais na cobertura de solos e sedimentos colmatados na planície dentro do estreitovale do Campus, esse domínio é representado por aquíferos de pouca espessura e texturapredominantemente argilosa ou areno-argilosa, com níveis hidrostáticos rasos, o que formamaquíferos de armazenamento limitado e que recobrem as rochas do embasamento cristalino.

O segundo domínio possui uma natureza ssural, ou seja, as próprias rochas do embasamentoacumulam água através de falhas e fraturas. Esses aquíferos possuem capacidade de arma-zenamento limitadas às zonas mais fraturadas do corpo rochoso.Entretanto, por se tratar deuma região de elevada pluviosidade (acima de 2000mm/ano), esse aquífero recebe uma taxa

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de recarga contínua o ano todo (Nascimento, 2002).

Ainda segundo Nascimento (2002), dentro da planície do Campus, passa a única rede pluvialexistente na área, que ui em direção à Avenida Ademar de Barros sempre alimentada pelouxo hídrico subterrâneo que se desloca das vertentes do Bairro de São Lázaro, da rua SãoCaetano de Moura na Federação, Avenida Anita Garibaldi e do Alto Cristalino para dentrodo vale (Figura 3.5).

3.2.3 Ação Antrópica

O Campus de Ondina está sujeito à diversas atividades de natureza antrópicas, sendo amais importante delas a presença de lixo proveniente da própria Universidade (laboratórios,institutos e entulho de obras realizadas no local) e também das residências que cam situadasno seu entorno. O desmatamento e a erosão pluvial, principalmente nas encostas íngremesdo bairro de São Lázaro se constituem em um grande problema observado no Campus.

Outro impacto importantíssimo (Porém que não é o foco desse trabalho) diz respeito aoseuentes sanitários e de laboratórios das unidades do Campus. Estes podem comprometero lençol freático devido à vazamentos nas suas tubulações. No ano de 2002 foi realizado umestudo da qualidade da água subterrânea nessa região e os resultados dessa pesquisa podemser encontrados no relatório nal elaborado por Nascimento (2002).

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Figura 3.5: Distribuição do uxo subterrâneo no Campus Universitário de Ondina modicado de Nascimento, (2002).

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3.3 Área de estudo

O talude onde foi realizado o estudo geofísico está situado na Rua Barão de Geremoabo e faza conexão entre a Escola Politécnica na Federação e o Campus Universitário de Ondina.Essaregião pode ser facilmente localizada por se situar dentro de uma clareira separada da viapor uma cerca viva (Figura 3.6a). O talude possui, aproximadamente, 48m de extensão e omaior ângulo de inclinação medido foi de 41,aproximadamente, porém no campo podem-seobservar inclinações superiores a essa medida.

No decorrer da encosta, a presença de touceiras de Bambu (Bambusa Vulgaris), misturadasà mata secundária arbustiva e arbórea, é intensa (Figura 3.6b). É importante citar que oBambu se constitui como um agente natural importante no controle de erosão do solo, umavez que seu sistema especial de raízes cria uma verdadeira malha que ajuda na xação dosolo, evitando o deslizamento e a camada orgânica produzida pela parte aérea da plantatende a retardar a inltração da água da chuva.

Figura 3.6: (a) Clareira situada na Rua Barão de Jeremoabo separada por uma cercaviva (b) Vegetação local marcada intensamente pela presença do Bambuzal.

Outro aspecto importante que deve ser mencionado é a grande presença de entulho no local.Boa parte desse material era proveniente da própria Universidade ou da própria populaçãoque vive no entorno do local. O entulho estava disposto na área, bem como também ocupavaas calhas de drenagem localizadas próximas ao local.

No período correspondente a abril e maio de 2015, foi registrado um deslizamento em umaárea bastante próxima ao talude em estudo. Segundo a SUMAI (Super intendência de MeioAmbiente e Infraestrutura) foi relatado que a causa principal do deslizamento desta área foio entupimento das calhas de drenagem localizadas próximas ao SMURB (Serviço Médico

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Universitário Rubens Brasil Soares). O material descartado pelo Serviço Médico provocouo entupimento das calhas de drenagem e assim no período chuvoso, a água pluvial atingiuintensamente o talude, ocasionando o deslizamento de uma camada espessa do solo e deraízes da vegetação local. O evento não gerou acidentes ou grandes prejuízos materiais.

Capítulo 4

Aquisição, Tratamento e Interpretação

dos dados geoelétricos

4.1 Aquisição dos dados

Com o objetivo de avaliar as propriedades físicas do meio em estudo e identicar comoos agentes de instabilidade agem no talude, foi realizado um estudo geoelétrico na áreautilizando as técnicas de Sondagem Elétrica Vertical e Caminhamento Elétrico.

O aparelho usado na aquisição dos dados foi o resistivímetro modelo SYSCAL-PRO, fa-bricado pela Iris Instruments, pertencente ao CPGG-UFBA. Composto por uma unidadetransmissora/receptora, seu sistema operacional baseia-se na leitura simultânea da resistivi-dade e cargabilidade aparentes, através da aplicação de uma corrente elétrica, com auxíliode eletrodos de aço que fazem contato com o terreno.

Para reduzir a resistência ao contato com o terreno, foi introduzida uma solução salina nasregiões de contato do eletrodo e o solo.

O Caminhamento Elétrico I foi realizado no dia 10 de março de 2016, utilizando o arranjodipolo-dipolo, com espaçamento entre os eletrodos de 4 em 4 metros e com 80m de extensão.No período de 96 horas antes do levantamento foi registrado pela Estação Pluviométricada Federação (CEMADEN) o índice de 0,59mm de chuva. No total foram realizadas 138medidas sendo que apenas 125 delas foram utilizadas pelo fato de serem excluídas medidascom resistividades negativas.

No dia 20 de Junho de 2016, foi realizada uma Sondagem Elétrica Vertical utilizando o arranjoSchlumberger, com abertura máxima dos eletrodos de corrente de 60 metros. Foi registradopela Estação Pluviométrica da Federação um índice de 9,48mm de chuva no período de 96horas prévias ao levantamento.

O Caminhamento Elétrico II foi realizado no dia 5 de outubro de 2016, com 70 metros deextensão, utilizando novamente o arranjo dipolo-dipolo com a diferença de que as medidasforam realizadas com um cabo multieletrodo com espaçamento de 5 em 5 metros No períodode 96 horas antes do levantamento foi registrado pela Estação Pluviométrica da Federaçãoo índice de 3,35mm de chuva. Foram coletadas 85 medidas no total, porém apenas 69 foramutilizadas na inversão pois algumas delas apresentavam resistividades negativas.

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A Figura (4.1a) mostra o local onde foram feitos o Caminhamento Elétrico e a SondagemElétrica Vertical. O primeiro partiu do marco zero até o nal do talude em 80 metros e a SEVfoi realizada a 49 metros do marco zero. A Figura (4.1b) mostra de uma forma ampliada olocal onde foi feito a SEV e a disposição dos eletrodos.

Figura 4.1: (a) Localização da SEV e do CE no local (b) disposição dos eletrodos daSEV.

4.2 Tratamento dos dados

Os dados coletados são exportados da memória do SYSCAL-PRO para o computador, atravésdo software PROSYS II, produzido pela Iris Instruments. O dado pode ser exportado emdiversos formatos porém, o escolhido foi .txt.

Com os dados da aquisição no computador é necessário que eles passem por uma etapade edição. Essa etapa irá remover medidas de resistividade aparente negativa e medidasrepetidas que podem gerar erros na leitura pelo programa de inversão. Para otimizar essaetapa, que é demorada e deve ser feita com grande cautela, foi utilizado um programa feitona linguagem Python. Esse programa edita o dado automaticamente e exporta um arquivo,.dat, que torna possível o carregamento dos dados do Caminhamento Elétrico no softwarede inversão

Para a inversão da Sondagem Elétrica Vertical realizada no programa RES1D, as medidasdevem estar organizadas segundo o exemplo da Figura 4.2 e para a inversão de um dado deCaminhamento Elétrico no software RES2DINV , como pode ser visualizado na Figura 4.3.

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Figura 4.2: Arquivo .dat padrão utilizado para realizar inversão dos dados de SondagemElétrica Vertical no software RE1DINV para o arranjo Schlumberger.

Para a inversão de um dado de Caminhamento Elétrico no RES2DINV , é necessário que asmedidas estejam organizadas no .dat seguindo um padrão um pouco diferente do RES1D.Como nesse dado encontram-se medidas com topograa, é necessário especicar quais dadospossuem tais medidas e as coordenadas verticais e horizontais desses pontos. A Figura 4.3ilustra um arquivo padrão para o arranjo Dipolo-Dipolo.

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Figura 4.3: Arquivo .dat padrão utilizado no software RES2DINV para realizar ainversão dos dados do Caminhamento Elétrico utilizando o arranjo Dipolo-Dipolo.

4.3 Interpretação dos dados geoelétricos

Os Caminhamentos Elétricos I e II foi permitiram gerar os modelos invertidos de resisti-vidade, I e II (M1INV

) e (M2INV) 2D, que apresentam as variações laterais e verticais da

resistividade em subsuperfície (Figura 4.7 e 4.8).

As interpretações acerca da composição do material litológico em subsuperfície foi realizadaatravés da análise conjunta dos dados geofísicos no talude em estudo obtidos pelo Método daEletrorresistividade e dados geológicos e geotécnicos auxiliares realizados próximos ao talude(Figura 4.4).

Os dados auxiliares usados nesse trabalho foram as amostras de rocha em poços de água dobanco de dados do SIAGAS (Figura 4.5): Poços Palácio de Ondina II, Palácio de OndinaIII e Palácio de Ondina IV e os dados das sondagens SPT (Figura 4.6) que foram realizadasna Biblioteca de Exatas e cedidas por (Santos, 2016).

O Caminhamento Elétrico I utilizou um espaçamento mais renado entre os eletrodos (4 em 4metros) e uma abertura máxima de 80 metros entre os dipolos. Esses critérios possibilitaramo mapeamento mais preciso de anomalias.

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Figura 4.4: Localização do talude estudado, dos poços do SIAGAS: Palácio de OndinaII,III e IV e da Biblioteca de Exatas, onde foram realizados os ensaios diretos.

Foi possível sugerir as seguintes informações a cerca das litologias: As cores alaranjadas-avermelhadas dizem respeito à materiais litológicos de alta resistividade correspondentes àcobertura (solo não saturado), que coincide com uma zona de intensa vegetação, e o topo doEmbasamento Cristalino Alterado.

Logo abaixo da cobertura, a partir de 2 metros de profundidade inicia-se uma zona saturadaem água que pode ser interpretada como argila saturada (tonalidades azuladas) e silte argilososaturado (tonalidade esverdeadas), condizentes com a geologia local. Abaixo dessa zonasaturada se encontra materiais litológicos de alta resistividade que são condizentes com otopo do Embasamento Cristalino Alterado.

Não foram identicados matacões ou blocos no Caminhamento Elétrico I e não foi possíveldelimitar nenhum plano preferencial de deslizamento.

Ao decorrer da interpretação desta seção 2D surgiu a hipótese de que o material litológicocorrespondente à tonalidade amarela poderia ser arenitos, já que essa litologia aparece nosdados de amostras de rochas em poços de água e a resistividade apresentada na seção tambémseria condizente com valores para arenitos.

O Caminhamento Elétrico II foi realizado com um maior espaçamento entre os dipolos queo primeiro Caminhamento (5 em 5 metros) e com abertura máxima entre os eletrodos A eN de 70 metros. O resultado desta mudança nos valores destes parâmetros é que pode-eesperar uma cobertura menos renada das medidas em subsuperfície, devido ao fato que osdipolos estão mais afastados uns dos outros, e o número de dados coletados ser menor. Umfator importante que deve ser destacado é o aumento dos valores de resistividade de contatoentre o solo e os eletrodos que no Caminhamento Elétrico I era em torno de 200 Ohm.m e nosegundo levantamento esses valores em alguns dipolos tiveram um aumento de 1 KOhm.mde resistividade de contato. Esse aumento drástico dos valores de resistividade de contato

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inuencia na conabilidade das medidas sendo uma das causas do alto valor do erro RMSapresentado no M2INV

.

Meses após o Caminhamento Elétrico I o talude sofreu algumas alterações antrópicas e teveuma parte das touceiras de bambu localizadas no topo retiradas, fazendo com que uma parteda cobertura casse mais exposta a ação da água da chuva, o que possibilitou a inltraçãopluvial em zonas mais superciais e profundas do talude. É possível vericar o aumento desaturação na porções mais rasas das pseudoseções, devido a uma diminuição de resistividadedesta região.

É possível levantar uma segunda hipótese sobre a litologia correspondente às resistividadesde coloração amarelada do Caminhamento I. A priori foi dito que poderia se tratar de ummaterial arenoso devido a presença dessa litologia em amostras de rochas de poços próximosao local de estudo e aos valores de resistividades condizentes com essa hipótese, porém, éobservado que a mesma região no Caminhamento Elétrico II se encontra com baixos valoresde resistividades se comparados aos valores do primeiro levantamento. Diante disso, pode-sedizer que essa zona corresponde a um material argiloso ou silte- argiloso que ainda não estavasaturado na época do Caminhamento Elétrico I, fato que mudou com a maior exposiçãoda cobertura do talude e com o período de chuva mais intenso a que ele foi submetido,possibilitando que a água pluvial inltrasse em maiores profundidades e saturasse zonasantes não saturadas.

Outra mudança que é observada em relação aos dois Caminhamentos Elétricos é a presençade um possível bolsão de argila localizado a 32 metros do marco zero e a 7 metros deprofundidade no Caminhamento Elétrico I. Essa mesma região no Caminhamento ElétricoII se apresenta mais contínua, desta forma pode-se sugerir que essa região também sofreuuma maior saturação comparada ao primeiro Caminhamento Elétrico.

Também não foram identicados blocos ou matacões no Caminhamento Elétrico II e não foipossível sugerir um plano preferencial de deslizamento.

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Figura 4.5: Pers construtivos e dados litológicos dos Poços de Palácio de Ondina II,III,IV modicado do site SIAGAS, 2007.

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Figura 4.6: Perl Geotécnico obtido através dos dados de sondagens SPT gerado porSantos (2016).

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Figura 4.7: Modelo invertido de resistividade 2D (M1INV ) referente ao Caminhamento Elétrico I, utilizando o arranjo Dipolo-Dipolo.O espaçamento a entre os dipolos foi de 4 metros. Este modelo apresentou o erro RMS, entre o dado calculado e o observado, de9,2%.

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Figura 4.8: Modelo invertido de resistividade 2D, (M2INV ) referente ao Caminhamento Elétrico II, utilizando o arranjo Dipolo-Dipolo.O espaçamento a entre os dipolos foi de 5 metros. Este modelo apresentou o erro RMS, entre o dado calculado e o observado, de23,6%.

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A Sondagem Elétrica Vertical foi realizada a 49 metros, ao longo dos CE's, a partir do marcozero e permitiu analisar a variação vertical de resistividade em um ponto no talude. Estesdos dados coletados permitiram a obtenção do modelo invertido 1D (Figura 4.10). Atravésdesse resultado foi possível criar uma coluna interpretativa do modelo geoelétrico 1D (Figura4.9b) e compará-la a uma descrição das amostras da sondagem SPT (Figura 4.9a) localizadapróxima ao local da SEV.

Figura 4.9: (a) Descrição das amostras de uma das sondagens SPT localizada na atualBiblioteca de Exatas, modocado de. (b) Interpretação do modelo geoelétrico 1D daSEV.

A interpretação do modelo 1D mostrou a existência de três camadas: A primeira camada deespessura 4,2 metros corresponde a cobertura e ao silte-argiloso com pouco grau de saturação.A segunda camada de espessura 8,5 metros foi interpretada como silte-argiloso saturado e aúltima camada foi considerada como sendo o Embasamento Cristalino alterado. Apesar deque com a abertura da Sondagem Elétrica Vertical não se tenha conseguido chegar até essacamada de fato, é observada na (Figura 4.10) uma tendência de subida no nal da curva.A comparação entre os Caminhamentos Elétricos e a Sondagem Elétrica Vertical permitiutal conrmação, além da comparação destes dados junto as sondagens diretas realizadas

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próximo a encosta

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Figura 4.10: Dados observados e calculados da Sondagem Elétrica Vertical modelo de resistividade invertido 1D no software RES1D.

Capítulo 5

Conclusões

O método da eletrorresistividade se mostrou eciente na denição dos principais parâme-tros de avaliação dos processos de formação dos movimentos de massa, como por exemplo,espessura da cobertura e nível da zona saturada. No local não foram imageados blocos ematacões. É necessário ressaltar a perda de renamento das medidas dos CaminhamentosElétricos I e II devido as alterações entre os espaçamentos dos dipolos.

A vegetação intensa no local serve como barreira à erosão provocada pela chuva e diculta ainltração pluvial no subsolo. Após a remoção supercial desta cobertura começou a existirinltração, supercial, ao decorrer da encosta (Caminhamento Elétrico II).

Uma comparação entre o modelo invertido 1D e algumas sondagens SPT sugere que o métodose mostrou ecaz principalmente na delimitação da cobertura e na sugestão da localizaçãoda zona impenetrável. Conclui-se disso que o método da eletrorresistividade se constituicomo uma excelente ferramenta auxiliar para diagnósticos geotécnicos, principalmente secombinada com informações precisas (ensaios diretos, amostras de rocha etc.).

A principal vantagem do método geofísico foi a possibilidade de imagear o subsolo lateral-mente através dos Caminhamentos Elétricos. Foi possível obter uma visão mais ampla daárea de estudo, atentando as variações horizontais e verticais de resistividade e litologia, secomparado aos métodos convencionais de investigação (métodos diretos).

Por m, a utilização da geofísica no estudo de estabilidades de taludes permitiu obter umavisão rica de detalhes do subsolo com baixos custos e rapidez de execução.

Sugere-se que trabalhos futuros avaliem a conabilidade das medidas em relação a resisti-vidade de contato eletrodo-solo. Outra sugestão seria um estudo mais aprofundado acercados espaçamentos entre os eletrodos do arranjo Dipolo-Dipolo de forma a apontar quaisparâmetros seriam mais adequados na identicação de anomalias em taludes de diferentesinclinações. Por m, um acompanhamento das alterações da vegetação na encosta estudadae suas implicações na estabilidade da mesma.

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Agradecimentos

Começo agradecendo à minha base, meu pai e minha mãe, que se esforçaram ao máximo aolongo desses 23 anos para serem os melhores pais que alguém poderia querer. Obrigada portodos os conselhos e por terem me dado todas as oportunidades de chegar onde cheguei.

Também gostaria de fazer um agradecimento especial para meu avô Henrique que apesar denão estar mais presente no meu dia-a-dia está rme e forte em meu coração. "Não deu praser Engenheira vô, mas pelo menos no tema do meu TCC também tem engenharia civil!"

Meu muito obrigado a todos os meus familiares que sempre me apoiaram e sei que meapoiarão em cada etapa de minha vida.

Chegou a parte de agradecer a meus amigos que sempre me ajudaram a manter um sorrisono rosto mesmo quando a situação estava barril.

Agradeço especialmente ao meu BRM: Rafa múmia, Adilsohonesto (que aparatou sempremeus momentos de tristeza), Hellenice "Mulher Laranja", Everbarbie e Nandão sumida,vocês são maravilhosos! Obrigada por todos os momentos que passamos juntos nessa longacaminhada que é a graduação, serei grata eternamente, amo vocês.

Agradeço também a três pessoas que me ajudaram demais nesse último ano e que com poucotempo de amizade já se tornaram amigos leais e inseparáveis: Dett Fit Dance "Carol", André"Emanuel"e Victor de peixes Koehne. Obrigada por aguentarem todos meus ataques e meconfortarem em todos os momentos. Obrigada em especial a Dett que revisou algumas partesdesse trabalho. Vocês são retumbantes.

Também gostaria de agradecer a toda a turma de 2012 pela prazerosa convivência nessesúltimos anos, tenho muito orgulho de todos vocês (Estamos nalmente formando).

Em especial, gostaria de mencionar o papel essencial que uma pessoa desempenhou nesseprocesso, até porque muito do que sei de Geofísica devo a ele, meu amigo e professor nashoras de desespero: Obrigada Cainan! Você foi e sempre será essencial, sou muito grata avocê.

Obrigada a todos que me ajudaram a fazer os levantamentos e escalar aquele talude: ÍtaloArgila (Pai do Mato), Jerey, Adevilson (Muleke Piranha), Urso, Paulinha (sempre umafofa), Adan e outros que não me lembro (Mas sintam-se mencionados).

Agora, gostaria de agradecer aos professores que contribuíram para tornar esse trabalhorealidade: Meu orientador Alex, por toda a dedicação, atenção ao longo dessa caminhada epela conança que depositou em mim desde o ínício. A Pato, que não é meu orientador masfez tanto por esse trabalho que é como se fosse (Muito Obrigada!) e a Professora Susana,uma mãe.

Agradeço também ao Professor Botelho que me ofereceu uma mão (e um SYSCAL-PRO)

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quando mais precisei e ao Professor Sato por ter me aprovado nas quatro matérias que pegueicom ele, além de me ajudar com os problemas do LaTeX!

Pelo apoio técnico agradeço a Michel e a equipe da SUMAI.

Finalmente, gostaria de agradecer a meu namorado Pedro por me aguentar nesse ano deTCC que tenho certeza que não foi uma tarefa fácil! Amo você, obrigada de verdade.

May the Force be with You.

Referências

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